lunedì 9 gennaio 2012

Analisi della deformazione tettonica inerente alla Sinclinale Canossa-Viano-Castellarano (Appennino settentrionale)

Paolo Balocchi (*)



Riassunto: Lo studio geologico-strutturale inerente alla Successione Epiligure, riguarda l’analisi strutturale delle unità che sono affioranti lungo una fascia a direzione appenninica e localizzata tra Canossa-Viano-Castellarano. Tale fascia viene collocata all’interno di un bacino sedimentario Epiligure con una estensione maggiore e descritto in letteratura come Bacino Vetto-Carpineti-Canossa. Durante la fase tettonica Neoalpina (successiva a quella Liguride) è avvenuta la sedimentazione delle unità  Epiliguri al suo interno, al di sopra delle unità Liguridi  deformate e in discordanza angolare (angular unconformity), e successivamente al suo smembramento in differenti sottobacini di minore estensione, formando diversi sottobacini a direzione appenninica e antiappeninica, tra cui quello oggetto dello studio: Bacino Canossa-Viano-Castellarano. Durante la storia deformativa  dell’area, le unità geologiche deposte all’interno del bacino, vengono deformate tettonicamente a dare una blanda sinclinale denominata appunto Sinclinale Canossa-Viano-Castellarano, delimitata da faglie di thrust e trascorrenti. Attraverso lo studio geologico strutturale si vuole descrivere la geometria delle strutture tettoniche affioranti nell’area, determinare la cinematica e definire la direzione del paleostress. Viene proposto un modello geologico e tettonico della genesi delle strutture, in relazione al contesto tettonico regionale dell’orogenesi appenninica.


* Geologo del GeoResearch Center Italy – GeoBlog (sito internet: www.georcit.blogspot.com; mail: georcit@gmail.com)
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GeoResearch Center Italy - GeoBlog, pub. n° 2 (2012), ISSN: 2240-7847. 1 carta geologico-strutturale alla scala 1:50000.



Introduzione
La Successione Epiligure è stata studiata da diversi ricercatori (Lucchetti e al., 1962; Papani, 1971; Ricci Lucchi, Ori, 1985; Bettelli e al., 1987a; 1987c; Fregni, Panini, 1087; Papani e al., 1987; Fioroni, Panini, 1989; De Nardo e al., 1991; Cibin, 1993; Cibin e al., 1998; Papani e al., 2002a; 2002b; Gasperi e al., 2005a; 2005b), ed è stata descritta in termini di litologia e di variazioni delle facies sedimentarie al suo interno. Studi di caratere diverso, riguardano l’assetto strutturale e tettonico della successione e delle differenti unità che la compongo (De Nardo e al., 1991; Balocchi, 2003; 2011a; 2011b; 2012).

Il seguente studio è focalizzato sulla comprensione delle strutture tettoniche che hanno deformato la Successione Epiligure durante la fase tettonica Neoalpina (sucessiva alla fase Ligure). L’area studiata viene collocata all’interno di una fascia a direzione appenninica, compresa tra Canossa, Viano e Castellarano. Tale fascia viene limitata da strutture tettoniche di importanza regionale, come il fascio di thrust al fronte appenninico e altri thrust ubicati in catena. L’area, dal punto di vista geologico-deposizionale, può essere descritta come sottobacino Canossa-Viano-Castellarano (De Nardo e al., 1991), e fa parte di un bacino di estensione maggiore e descritto in letteratura come Bacino Vetto-Carpineti-Canossa (Papani, 1971; Papani e al., 1987; De Nardo e al., 1991), il quale è stato smembrato per l’effetto di una tettonica compressiva che ha formato dei cunei orogenetici distinti e limitati da faglie di sovrascorrimento.

L’obiettivo è quello di definire la geometria e la cinematica delle strutture, e ricostruire la storia de formativa del bacino Canossa-Viano-Castellarano, all’interno del contesto tettonico della catena appenninica.

Figura 1: Colonna stratigrafica schematica della
 Successione Epiligure. Legenda: BAI = Brecce
 Argillose di Baiso; MMP = Marne di Monte Piano;
 RAN = Formazione di Ranzano; ANT =
 Formazione di Antognola; MVT = Brecce argillose
della Val Tiepido – Canossa; CTG = Formazione di
 Contignaco; PAT = Formazione di Pantano; CIG =
 Formazione di Cigarello; TER = Formazione del
 Termina (modificato da: Gasperi e al., 2005a);
Inquadramento geologico regionale
La Successione Epiligure (Ricci Lucchi, Ori, 1985; Bettelli e al., 1987a; 1987c) comprende tutti quei sedimenti che giacciono in discordanza  al di sopra delle unità Liguri deformate (post fase tettonica ligure, Eocene medio) e rappresentano il risultato di una sedimentazione entro bacini episuturali (Bally e al., 1985).
Dopo la fase tettonica ligure (fig. 1), incomincia una sedimentazione su un substrato fortemente deformato in ambiente marino piuttosto profondo, con depositi rappresentati da potenti accumuli di brecce poligeniche (depositi di colata da mud flow e debris flow), da marne ed argille emipelagiche con strati torbiditici e da corpi arenacei risedimentati. Sono rappresentate dalle formazioni delle Brecce argillose di Baiso, alle Marne di Monte Piano e alla Formazione di Ranzano. In questo modo si configura un nuovo dominio paleogeografico, il Dominio Epiligure che si va a sostituire al precedente Dominio Ligure.
A partire dal Miocene inferiore si sviluppa una sedimentazione differente da quella precedente, di un ambiente di piattaforma con apporti terrigeni sia extrabacinali sia che carbonatici intrabacinali.
Il limite superiore della Successione Epiligure corrisponde alla Formazione del Termina (Lucchetti e al., 1962; Fioroni, Panini, 1989) di età compresa tra il Serravaliano sup. e il Messiniano inf., escludendo tutti quei termini più recenti Plio-Quaternari.

Figura 2: Schema strutturale dell’Appennino Parmense – Reggiano. Legenda: 1 = tracia delle principali strutture di accavallamento; 2 = traccia  delle principali faglie dirette; 3 = tracia delle principali faglie trascorrenti; 4 = traccia degli assi di piega coricata o rovesciata; 5 = traccia delle superfici di accavallamento riutilizzate con meccanismo estensionale; 6 = margine del pedeappennino; 7 = spartiacqua principale .
A = Linea del Secchia; B = Linea della media Val d’Enza; ITF = Internal Thtust Front; PTF = Pedeapenninic Thrust Front; ETF = External Thrust Front; (modificato da: De Nardo e al., 1991); Il rettangolo rosso rappresenta l’area studiata della Sinclinale Canossa-Viano-Castellarano.
L’inquadramento geologico-strutturale (fig. 2 e 3) dell’area può essere schematizzato facendo riferimento alla storia collisionale e post collisionale di un prisma di accrezione sviluppatosi a partire dall’Eocene medio-superiore con la formazione di bacini satellite Epiliguri situati sulla sommità delle unità Liguridi.
Figura 3: Principali sottobacini individuati all’interno
del bacino Vetto-Carpineti-Canossa. Le fasce ombreggiate
rappresentano le principali strutture che delimitano i sottobacini.
1 = sottobacino Scurano-Vetto-Carpineti;
2 = sottobacino Cerredolo dè Coppi – Casina – Baiso;
3 = sottobacino Canossa – Viano – Castellarano;
4 = sottobacino Ranzano – Sasso;
5 = sottobacino Groppo – Tassobbio;
6 = sottobacino Carnola – Gombio;
7 = sottobacino Gatta – Felina (da: De Nardo e al., 1991).

La struttura principale (fig.2) è rappresentata dal bacino satellite Vetto-Carpineti-Canossa (Papani, 1971; Papani e al., 1987; De Nardo e al., 1991) articolato in diversi sottobacini (fig. 3) minori ed è collocato tra due principali fasci di thrust, ubicati rispettivamente nell’Alto Appennino (ITF) e lungo il fronte Pedeappenninico (PTF). Questi due elementi cinematici hanno giocato un ruolo importante nella strutturazione della catena, insieme ai lineamenti trasversali (linee del Secchia e dell’Enza), giocando un ruolo di svincolo tra i diversi blocchi (tear faults).
I sedimenti appartenenti al bacino Epiligure appoggiano in discordanza, con ampia lacuna, su un basamento intensamente deformato costituito dalle unità Liguri, Subliguri e le Unità Toscane (Bettelli e al., 1987a; 1987b, 1987c; De Nardo e al., 1991; Papani e al., 2002a; 2002b; Gasperi e al., 2005a; 2005b). L’inizio della sedimentazione Epiligure è definita dalla messa in posto di mélange, caratterizzati da corpi caotici di origine sedimentaria (Betelli e al., 1987d; De Nardo, 1990), la cui distribuzione è connessa alla fisiografia del bacino. In questa situazione tettonica e sedimentaria, si delinea un bacino epiligure (episuturale) a sviluppo longitudinale ed esteso in senso appenninico, attivo già prima dell’inizio della deposizione della Formazione di Monte Piano (De Nardo e al., 1991).
La classica stratigrafia della sucessione Epiligure Monte Piano – Ranzano – Bismantova (fig.1) è caratterizzata dalla sovrapposizione di unità litologiche di ambienti sedimentari differenti e variabili dalla scarpata al bacino. Le variazioni di facies e di composizione nella successione, insieme alle importanti discordanze e discontinuità, testimoniano la loro netta dipendenza dagli eventi tettonici che si sono succeduti nella strutturazione del prisma d’accezione.
Il bacino a distribuzione appenninica è diviso in sottobacini sia a sviluppo longitudinale sia a sviluppo trasversale (fig.3), delimitati da faglie ad estensione regionale. Questi bacini si sono formati a partire dall’Eocene medio, ma la loro subsidenza si è notevolmente accentuata a partire dall’Eocene superiore con la sedimentazione della Formazione di Ranzano (De Nardo e al., 1991).

I bacino a distribuzione longitudinale sono: i) Scurano – Vetto – Carpiteti; ii) Cerredolo dè Coppi – Casina – Baiso; iii) Canossa – Viano – Castellarano;

I bacini a distribuzione trasversale, in genere meno estesi, rappresentano aree di maggior subsidenza nell’ambito di quelli longitudinali, connesse con le strutture minori contemporanee a quelle ad andamento appenninico. Quelli riconoscibili sono: i) Ranzano – Sasso; ii) Groppo – Tassobbio; iii) Carnola – Gombio; iiii) Gatta – Felina;

Figura 4: Schema strutturale del bacino Canossa-Viano-Castellarano. Legenda: 1 = blocchi; 2 = thrust; 3 = faglie dirette; 4 = faglie trascorrenti; 5 = traccia di anticlinale; 6 = traccia di sinclinale; 7 = limite di discontinuità tra LIG ed EPI; a = linea dei Gessi; b = linea Canossa-S. Romano; c = linea Pecorile-M. dell’Evangelo; Unità litologiche: LIG = Liguri; EPI = Epiliguri; Qua = Quaternarie.
L’area oggetto di studio (fig. 4) è rappresentata dal sottobacino Canossa-Viano (Sinclinale di Viano) che prosegue in senso longitudinale fino a Castellarano ( Papani, 1971; Papani e al., 1987; De Nardo e al., 1991; Papani e al., 2002a; Gasperi e al., 2005a). 
La Successione Epiligure affiora in modo differente: la parte inferiore (le unità al di sotto del Gruppo di Bismantova) si mostrano con affioramenti molto estesi e rappresentati in prevalenza da brecce sedimentarie di vario tipo ed età. Mentre la parte superiore è relativamente più omogenea ed affiora principalmente nell’area di Canossa. Il bacino nel suo complesso mostra una distribuzione in senso appenninico ed è delimitato da importanti strutture tettoniche:
Linea dei gessi (Papani, 1971; Papani e al., 2002a; 2002b): rappresenta il margine appenninico ed è interpretata come allineamento di faglie inverse prodotte da una tettonica compressiva post-messiniana che ha verticalizzato la formazione gessoso-solfifera affiorante nel blocco nord.
Linea Canossa – S. Romano (Papani, 1971; Papani e al., 2002a; 2002b): corrisponde ad un allineamento di faglie ad alto angolo (se non subverticali) tra Canossa e S. Romano. Successivamente viene interpretato come thrust-front (De Nardo e al., 1991) attivo durante da sedimentazione della Successione Epiligure neogenica e riutilizzata in tempi successivi come faglia diretta con l’abbassamento del blocco di tetto. La linea Canossa – S. Romano è dislocata da strutture a direzione antiappeninica, interpretabili come tear-faults a rigetto trascorrente sinistro. Associate a questa linea tettonica si ritrovano delle faglie minori a direzione antiappenniniche.
Linea Pecorile – M. dell’Evangelo (Papani e al., 2002a; 2002b) anch’essa interpretata come faglie inverse ad alto angolo ed immersione verso sud. Localmente si hanno variazioni delle immersioni dei piani di faglia nei diversi segmenti dovuti a movimenti di back-thrust (ad alto angolo) di unità Liguri su quelle Epiliguri. Considerando la prevalente immersione dei piani di faglia verso sud, viene interpretata come locale curvatura della superficie di faglia per collasso gravitativo, oppure come originario segmento antitetico della struttura compressiva non riutilizzato in distensione. Successivamente la struttura ha giocato un ruolo distensivo (Gasperi e al., 2005a). Tale linea poteva essere già presente a partire dall’Eocene ed il Miocene basale, ed essere interpretata come struttura tettonica che separava due aree caratterizzate da ambienti sedimentari differenti (Gasperi e al., 2005a).
I movimenti distensivi tardivi che hanno prodotto una inversione tettonica delle ultime due linee citate, potrebbero essere messe in relazione con l’avanzamento del cuneo orogenetico, connessi con l’attività della Linea dei Gessi e del Pedeappenninic Thrust Front (Papani e al., 1987).
In questa conformazione strutturale si individua un alto strutturale antiforme denominato “struttura di Case del Lupo – M. dell’Evangelo” (Papani e al., 2002b) e costituito da unità Liguri, delimitato a nord dalla Linea dei Gessi e a sud dalla Linea Pecorile – M. dell’Evangelo. La terminazione della struttura avviene in direzione ovest con una periclinale. Inoltre la traccia assiale dell’antiforme viene segmentata in direzione ovest da strutture antiappenniniche con rigetto trascorrente sinistro (Papani e al., 2002a; 2002b).

Geologia strutturale della Sinclinale Canossa – Viano – Castellarano
Attraverso lo studio geologico-strutturale delle formazioni litologiche appartenenti alla Successione Epiligure (Ricci Lucchi, Ori, 1985; Bettelli e al., 1987a; 1987c) inerente a 57 affioramenti localizzati nell’area pedeappenninica compresa tra Canossa e Castellarano, è stato possibile definire l’assetto geologico e strutturale del bacino Epiligure e ricavare la storia deformativa.
Il metodo di studio utilizzato consiste nell’analisi dell’assetto stratigrafico delle unità litologiche appartenenti alla successione e l’analisi strutturale delle principali strutture tettoniche. L’obiettivo è stato quello di definire l’assetto stratigrafico del bacino epiligure che ha ospitato la deposizione delle diverse formazioni litologiche e ricostruire la direzione  del paleostress tettonico che ha generato le principali strutture mesoscopiche (Balocchi, 2003), proponendo un modello de formativo dell’area studiata.

Assetto stratigrafico
L’area è stata divisa in differenti blocchi (fig. 4) delimitati dalle principali strutture tettoniche e da contatti stratigrafici di discontinuità tra le unità Liguridi e le sovrastanti unità Epiliguri. Tale identificazione è stata fatta sulla base dello studio alla scala macroscopica di foto aeree e satellitari ad alta risoluzione e dalla cartografia geologica disponibile (Papani e al., 2002b; Gasperi e al., 2005b), oltre che dal rilevamento della stratificazione direttamente in campagna. Nell’Area di studio la Successione Epiligure appoggia direttamente sopra le unità Liguridi attraverso un contatto discontinuo con le Marne di Monte Piano (Papani e al., 2002b; Gasperi e al., 2005b) che rappresentano la base stratigrafica della successione, viene pertanto utilizzato tale limite per delimitare i blocchi.
Attraverso l’analisi strutturale del’assetto della stratificazione di ogni blocco è stato possibile definire la giacitura di una sinclinale che si estende da Canossa a Castellarano e viene denominata in bibliografia come “Sinclinale di Viano” (Papani, 1971; Papani e al., 1987; De Nardo e al., 1991; Papani e al., 2002a; Gasperi e al., 2005a), il cui asse a direzione appenninica viene segmentato da faglie antiappenniniche trascorrenti. 

Figura 5: Proiezione stereografica delle linee di cerniera (*) e dei piani assiali (ciclografiche) inerenti all’assetto della Sinclinale Canossa-Viano-Castellarano; Proiezione equiareale, emisfero inferiore.
Per ogni blocco considerato viene descritta la giacitura dell’asse e del piano assiale. L’orientazione della piega alla scala regionale può essere descritta in funzione dell’inclinazione della cerniera (N115°-8°) e della inclinazione del piano assiale (N280°-70°), come sinclinale sinforme orizzontale, eccessivamente inclinata (fig. 5)(Ramsey, 1967).

Strutture fragili
Sono state studiate le faglie e joints in 57 affioramenti appartenenti alle unità della Successione Epiligure, con maggiore riguardo alle formazioni più competenti e che erano affioranti. Per ciascuna di queste sono state misurati l’assetto del piano di frattura e qualora presente la direzione delle lineazioni tettoniche ed il verso del movimento relativo dei blocchi, attraverso l’interpretazione degli indicatori cinematici presenti.
Per determinare il movimento relativo dei due blocchi di faglia, alla scala dell’affioramento, sono stati utilizzati principalmente due criteri: gli accrescimenti di calcite fibrosa, generati in corrispondenza di gradini in roccia sulla superficie di faglia, e le fratture secondarie di Riedel (Petit, 1987). In diverse stazioni mesostrutturali è stato possibile verificare la coesistenza, e quindi la coerenza, di questi due diversi indicatori sul medesimo piano striato. Non sempre è stato possibile definire il verso di movimento dei due blocchi, in questo caso sono stati segnati negli stereogrammi, con opportuno simbolo, solo le direzioni del movimento indicate dalle strie unidirezionali sul piano di faglia. Non sono stati presi in considerazione, invece, quei piani di faglia che presentavano indicatori cinematici, morfologicamente simili alle fratture di Riedel, ma che non  presentavano  chiare strie di movimento per effetto dei processi di alterazione superficiale.
Le strutture così rilevate possono essere descritte come (vedi carta in allegato):
Faglie di thrust e sovrascorrimento: mesofaglie sistematiche con piano di faglia a basso angolo e cinematica inversa. Sono distribuite soprattutto lungo una fascia longitudinale, in corrispondenza del lato settentrionale della sinclinale. Associate ad esse sono presenti numerose deformations bads (Balocchi, 2011a; 2011b) con cinematica inversa e piano inclinato a 30° circa.
Faglie inverse: mesofaglie sistematiche con piano di faglia ad alto angolo e cinematica inversa. Sono distribuite soprattutto lungo una fascia longitudinale, in corrispondenza del lato meridionale della sinclinale.
Faglie trascorrenti: mesofaglie sistematiche con piano di faglia con inclinazione intorno ai 90° e cinematica trascorrente destra o sinistra a secondo della località. Sono distribuite soprattutto lungo una fascia longitudinale, in corrispondenza dell’area centrale della sinclinale.
Faglie dirette: mesofaglie sistematiche con piano di faglia con inclinazione intorno ai 60° circa,  e cinematica normale. Sono rilevabili lungo il lato settentrionale e mostrano una direzione che ricalca quella delle faglie inverse. In altre luoghi invece presentano una direzione del piano di faglia grossomodo antiappenninico, ricalcando le faglie trascorrenti. Associato ad esse sono presenti numerose deformations bads (Balocchi, 2011a; 2011b) con cienematica normale e piano inclinato a 60° circa.
Joints: alla scala mesoscopica sono state rilevate differenti fratture sistematiche sia con piano alto angolo, sia con piano a basso angolo. In associazione è stato rilevato anche l’assetto stratigrafico allo scopo di retro-deformare la struttura ad una situazione di sedimentazione iniziale e non deformata dove le unità della Successione Epiligure si depositava in un ambiente orzontale o lievemente inclinato.
Sono state rilevate sia joints pre-deformazione con piano di frattura a basso angolo che dopo la retro deformazione diventano ad alto angolo, sia post-deformazione con piani di frattura ad alto angolo. I joints sono localizzati in una fascia longitudinale e centrale della sinclinale.

Analisi strutturale
Attraverso l’analisi dei piani di faglia congiuntamente agli indicatori cinematici è stato possibile ricostruire la direzione dell’ellissoide della deformazione in termini di direzione dell’asse di massimo accorciamento e direzione dell’asse di massimo allungamento, come viene descritto in diversi studi di carattere strutturale (Balocchi, 2003). A tale scopo è stato utilizzato il metodo cinematico di Marret & Allmendinger (1990), con il quale si sono ricavate le direzioni dei principali assi della deformazione, inerente alle strutture mesoscopiche rilevate in affioramento e suddivise a secondo della cinematica. Gli indicatori cinematici utilizzati sono quelli che mostravano un buon grado di conservazione e con chiara interpretazione del movimento dei blocchi.

Inoltre dal rilevamento in campagna è stato possibile definire la cronologia di due eventi deformativi:
1.   Evento compressivo con la formazione di faglie inverse e sovrascorrimenti e probabilmente coevo alla genesi delle faglie trascorrenti;
2.   Evento distensivo con la formazione di faglie normali.
Tale cronologia si è ricavata dallo studio delle intersezioni delle principali mesostrutture, dove le faglie normali dell’evento distensivo taglia quelle inverse dell’evento compressivo (Balocchi, 2011a; 2011b).

Figura 6: Proiezione degli assi dell’ellissoide della deformazione delle faglie di thrust e inverse; pallini = Direzione di massimo accorciamento; quadretti = direzione di massimo allungamento; Proiezione equiareale, emisfero inferiore.
Dagli stereogrammi ricavati dall’analisi delle strutture tettoniche con il metodo cinematico (Marret & Allmendinger, 1990) inerenti alle tre tipologie di faglie rilevate durante la campagna geologica, è stato possibile determinare l’assetto dell’ellissoide della deformazione inteso come direzione dell’asse principale di massimo accorciamento e direzione dell’asse principale di massimo allungamento (fig. 6, 7 e 8).

Figura 7: Proiezione degli assi dell’ellissoide della deformazione delle faglie di trascorrenti; pallini = Direzione di massimo accorciamento; quadretti = direzione di massimo allungamento; Proiezione equiareale, emisfero inferiore.
Figura 8: Proiezione degli assi dell’ellissoide della deformazione delle faglie normali; pallini = Direzione di massimo accorciamento; quadretti = direzione di massimo allungamento; Proiezione equiareale, emisfero inferiore.

L’area in cui è localizzata la Sinclinale Canossa-Viano-Castellarano mostra un asse di massimo accorciamento con una direzione variabile e comunque compresa da N-S a NE-SW cinematicamente compatibile con le faglie di thrust e trascorrenti dovute ad un evento compressivo (fig. 6 e 7).
L’asse di allungamento, a seconda che si consideri le faglie trascorrenti con una direzione  circa NW-SE (fig. 6 e 7) o quelle normali con una direzione N-S (fig. 8).
Per quanto riguarda il modello cinematica del piegamento della sinclinale, in base a diversi studi (Johnson, 1977; Davis, Reynolds, 1996; Bettelli, Vannucchi, 2003) e ad uno studio relativo allo stile del multilayer del Membro della Val Pessola (Formazione di Ranzano) e alle strutture minori ad essa associate (Balocchi, 2012) è possibile descriverlo come un piegamento per flexural slip & flexural shear, generato una piega parallela (Classe 1B secondo: Ramsay & Huber, 1987) alla scala regionale. L’analisi strutturale della sinclinale mostra l’asse di massimo accorciamento con una direzione circa NE-SW, compatibile a quella delle faglie da thrust e trascorrenti.

Conclusioni
Attraverso il seguente studio è stato possibile definire un modello della deformazione duttile e fragile del bacino Epiligure durante la fase tettonica Neoalpina precose (Oligocene inf. – Miocene inf.). Il modello (fig. 9 e 10) viene descritto attraverso un substrato basale composto dalle Liguridi intensamente deformata, alla cui sommità viene depositata la Successione Epiligure all’interno dei bacini satelli di piggy-back. Tali bacini sono posti al di sopra dei cunei orogenetici formati durante la fase tettonica Ligure che li ha smembrati in diversi sottobacini attraverso faglie di thrust associate a faglie trascorrenti (De Nardo e al., 1991).

Dallo studio si sono riscontrate diverse fasi tettoniche:
  • Una prima fase compressiva (fig. 9) con direzione dell’asse di massima compressione circa NE-NW. In questa fase tettonica, lo sforzo mantiene attivi i thrust liguridi formati durante la fase ligure e che hanno smembrato tali unità formando dei cunei orogenetici. All’interno delle unità Epiliguri deposte entro i bacini episuturali sopra alle Liguridi, si sviluppano faglie di thrust associate a deformation bands compressivi (Balocchi, 2011a; 2011b) e faglie trascorrenti destre coniugate a trascorrenti sinistre compatibili con lo sforzo compressivo regionale sopra descritto. 
  • Una seconda fase tettonica distensiva (fig. 10) con direzione dell’asse di massima estensione N-S e di massima compressione verticale. Sotto questo nuovo sforzo si formano nuove faglie a cinematica normale e deformation bands (Balocchi, 2011a; 2011b) associate alle faglie di thrust già esistenti che si riattivano come faglie normali. Le faglie trascorrenti riattivate possono avere giocanto un ruolo di faglie di strappo allo scopo di accomodare la deformazione differente nei blocchi adiacenti.
Figura 9: Modello della deformazione tettonica del bacino epiligure;
Fase compressiva: a) Stadio di deposizione in un unico bacino,
con la deposizione delle unità Epiliguri (EPI) al di sopra delle unità
Liguri (LIG); b) frantumazione del bacino principale in sottobacini
di minore estensione: 2- Bacino della Sinclinale
Canossa-Viano-Castellarano; 3-Sotto-Bacino CCC; c) Termine
della fase compressiva con i sottobacini delimitati da faglie
inverse e di thrust e genesi della Sinclinale
Canossa-Viano-Castellarano nelle unità Epiliguri.

Durante la fase compressiva la sedimentazione avviene entro il bacino satellite Vetto-Carpineti-Canossa (Papani, 1971; Papani e al., 1987; De Nardo e al., 1991), il quale presenta un’estensione più ampia rispetto quella della zona studiata. Al progredire della deformazione il bacino viene smembrato in sottobacini (fig.3), tra cui la Sinclinale Canossa – Viano – Castellarano, oggetto dello studio. I cunei delle unità Liguridi del sottobacino Cerredolo dè Coppi – Casina – Baiso (fig. 3) spingono da sud le unità lito-stratigrafiche della Successione Epiligure poste entro il bacino studiato in questa ricerca, verticalizzando quelle unità poste al margine meridionale e piegandole a formare la Sinclinale Canossa – Viano – Castellarano con uno stile strutturale descritto come multiplayer piegato per flexural shear & flexural slip (Balocchi, 2012)

Figura 10: Modello della deformazione tettonica del bacino epiligure; Fase distensiva.


Bibliografia
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Balocchi P. (2003); Analisi mesostrutturale e macrostrutturale delle strutture fragili presenti nelle unità del Gruppo di Bismantova affioranti tra Zocca eCastel D’Aiano (Appennino modenese e bolognese). Tesi di laurea inedita, Dip. Sc. Terra Università di Modena e Reggio Emilia.
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